25

МІНІСТЕРСТВО ОСВІТИ І НАУКИ, МОЛОДІ ТА СПОРТУ УКРАЇНИ

ХАРКІВСЬКИЙ НАЦІОНАЛЬНИЙ УНІВЕРСИТЕТ

ІМЕНІ В. Н. КАРАЗІНА

ГЕОЛОГО ГЕОГРАФІЧНИЙ ФАКУЛЬТЕТ

КУРСОВА РОБОТА

з загального землезнавства

на тему: «Літосферний Кругообіг на Землі»

Студента 1 курсу 1 групи напрямку підготовки: географія спеціальності: географія Ткаченко М.А. Керівник: Черваньов І.Г.

Національна шкала ________

Кількість балів:__

Оцінка: ECTS __

Члени комісії _____ __________________

(підпис) (прізвище та ініціали)

_____ __________________

(підпис) (прізвище та ініціали)

_____ __________________

(підпис) (прізвище та ініціали)

Харків 2013

«Ничто так не помогает повторять географию, как извержения вулканов и землетрясения.» Дон-Аминадо[1]

«ВСТУП» Для написання своєї курсової роботи я обрав тему «Літосферний кругообіг на Землі». Це тема одразу привернула свою увагу до мене. Процеси руху літосферних плит, пояснюють велику кількість інших процесів. Вивчаючи саме цю сторону географії можна багато взяти для себе. Це було, напевно, одним з найвагоміших факторів у виборі теми, для моєї курсової роботи. Рух літосферних плит, був, є і буде більш ніж просто актуальною темою, по-перше ці процеси мають дуже великий вплив на домівку людства-Землю, по-друге дослідження руху літосферних плит є дуже актуальною темою, через те, що немає чітко встановленої геохронологічної шкали. Досі ведуться спори щодо існування руху тектонічних плит. Спори ведуться тому, що існує дві точки зори щодо будови літосфери. Частина вчених підтримують фіксистську теорію, згідно з якої літосфера є стабільною, інші вважають, що літосфера є динамічною. Вивчаючи ці процеси можна певним чином передбачувати певні катастрофи, перш за все землетруси та виверження вулканів, що є дуже мотивуючим фактором для глибокого вивчення процесів які відбуваються в надрах Землі. Цілю моєї роботи є пояснення одних з найцікавіших процесів на Землі. Розділ 1 Структура Земної кори.

Для того, щоб почати розповідь про рух літосферних плит, потрібно розкрити такі поняття, як «літосфера», «літосферна плита», «тектоніка літосферних плит», та інші.

Літосфера — оболонка «твердої» Землі. «Тверда» Земля має три складові: земну кору, мантію та ядро. Земна кора і верхня мантія — тверді тіла, зовнішня частина ядра має властивості рідини, а внутрішня — твердого тіла.

(див. Рис 1.1 та Рис. 1.2)Рис.1.1 Склад ЗемліРис.1.2 Склад Землі У свою чергу літосфера складається з 4 частин: - Земна кора - Мантія: а) Верхня б) Нижня

- Ядро Земна кора — тонка зовнішня оболонка Землі (середня потужність 32 км; 5 % об’єму Землі). Найтоншою є океанічна земна кора (від 4 до 10 км), а найпотужнішою — материкова (від 13 до 90 км). Граніти й інші гірські породи, що входять до складу материкової кори, містять хімічні елементи Силіцій і Алюміній, тому її іноді називають «сіаль». У складі океанічної кори переважають Силіцій і Магній, тому її називають «сима». Є й перехідні типи земної кори.

Близько третини земної поверхні становить суходіл, який складається із шести материків (Євразії, Африки, Північної та Південної Америки, Австралії і Антарктиди), островів і архіпелагів (груп островів). В основному суходіл розташований у Північній півкулі. Взаємне розташування материків змінювалося протягом геологічної історії Землі. Приблизно 200 мільйонів років тому материки були розташовані переважно в Південній півкулі й утворювали гігантський континент Гондвану. Мантія — оболонка Землі, яка розташована під земною корою й простягається вглиб до 2900 км. Мантія поділяється на верхню (потужністю понад 900 км) і нижню (потужністю понад 1900 км) і складається зі щільних зеленувато-чорних залізо-магнієвих порід. У поверхневих шарах вони приблизно вдвічі твердіші за граніт, а на великих глибинах стають пластичними й повільно течуть.

Завдяки розпаду радіоактивних елементів (особливо ізотопів Калію й Урану) мантія поступово нагрівається знизу. Іноді в процесі горотворення блоки земної кори занурюються в речовину мантії, де вони плавляться, а потім під час вулканічних вивержень разом із лавою виносяться на поверхню. Ядро Землі поділяється на зовнішнє і внутрішнє. Зовнішнє ядро починається приблизно на глибині 2900 км і має потужність 2100 км. Вважають, що зовнішнє ядро складається з розплавленого заліза, що має густину від 8 до 10 г/см3. Внутрішнє ядро, радіусом близько 1350 км, має властивості твердого тіла. Очевидно, воно складається з елементів, що мають дуже високу щільність,— Феруму і Нікелю.[2]

Розділ 2

Літосферна плита(див. Рис 1.3) - це великий стабільний ділянок земної кори, частина літосфери. Тектоніка плит - сучасна геологічна теорія про рух літосфери. Вона стверджує, що земна кора складається з відносно цілісних блоків - плит, які знаходяться в постійному русі щодо один одного. При цьому в зонах розширення ( серединно-океанічних хребтах і континентальних Рифт) в результаті спредінга¹ утворюється нова океанічна кора, а стара поглинається в зонах субдукції². Теорія пояснює землетрусу, вулканічну діяльність і горотворення, велика частина яких приурочена до кордонів плит. Літосферні плити постійно змінюють свої обриси, вони можуть розколюватися в результаті рифтингу і споювали, утворюючи єдину плиту в результаті колізії³. Літосферні плити також можуть тонути в мантії планети, досягаючи глибини ядра.

Рис. 1.3 Колізія Колізія континентів

Зіткнення континентальних плит призводить до зминання кори і утворення гірських ланцюгів. Прикладом колізії є Альпійсько-Гімалайський гірський пояс, що утворився в результаті закриття океану Тетіс і зіткнення з Євразійською плитою Індостану та Африки. У результаті потужність кори значно збільшується, під Гімалаями вона становить 70 км . Це нестійка структура, вона інтенсивно руйнується поверхневої і тектонічної ерозією. У корі з різко збільшеною потужністю йде виплавка гранітів з метаморфізованних осадових і магматичних порід. Так утворилися найбільші батоліти, наприклад, Ангаро-Вітімське і Зерендінскій. Субдукція Активна континентальна околиця виникає там, де під континент занурюється океанічна кора. Еталоном цієї геодинамічної обстановки вважається західне узбережжя Південної Америки, її часто називають андійських типом континентальної окраїни. Для активної континентальної окраїни характерні численні вулкани і взагалі потужний магматизм. Розплави мають три компоненти: океанічну кору, мантію над нею і низи континентальної кори. Під активною континентальної околицею відбувається активне механічну взаємодію океанічної і континентальної плит. У залежності від швидкості, віку та потужності океанічної кори можливі кілька сценаріїв рівноваги. Якщо плита рухається повільно і має відносно малу потужність, то континент зскрібає з неї осадовий чохол. Осадові породи мнуть в інтенсивні складки, метаморфізуются і стають частиною континентальної кори. Утворює при цьому структура називається аккреційним клином. Якщо швидкість занурюється плити висока, а осадовий чохол тонкий, то океанічна кора стирає вниз континенту і втягує його в мантію.[4]

Сила,що рухає плити

Зараз вже немає сумнівів, що горизонтальний рух плит відбувається за рахунок мантійних теплогравітаціонних течій - конвекції. Джерелом енергії для цих течій служить різниця температури центральних областей Землі, які мають дуже високу температуру (за оцінками, температура ядра становить близько 5000 С) і температури на її поверхні. Нагріті в центральних зонах Землі породи розширюються (див. термічне розширення), щільність їх зменшується, і вони спливають, поступаючись місцем опускається більш холодними і тому більш важким масам, вже віддали частину тепла земній корі. Цей процес перенесення тепла (наслідок спливання легких-гарячих мас і занурення важких-більш холодних мас) йде безперервно, в результаті чого виникають конвективні потоки. Ці потоки - течії замикаються самі на себе і утворюють стійкі конвективні осередки, узгоджуються з напрямками потоків з сусідніми осередками. При цьому у верхній частині клітинки протягом речовини відбувається майже в горизонтальній площині, і саме ця частина течії захоплює плити в горизонтальному ж напрямку з величезною силою за рахунок величезної в'язкості мантійних речовини. Якби мантія була зовсім рідкої - в'язкість пластичної мантії під корою була б малою (скажімо, як у води або близько того), то через шар такої речовини з малою в'язкістю не могли б проходити поперечні сейсмічні хвилі. А земна кора захоплювалася б потоком такої речовини з порівняно малою силою. Але, завдяки високому тиску, при відносно низьких температурах, що панують на поверхні Мохоровичича і нижче, в'язкість мантійних речовини тут дуже велика (так що в масштабі років речовина мантії Землі рідке (текуче), а в масштабі секунд - тверде).

Рушійною силою течії в'язкого мантійних речовини безпосередньо під корою є перепад висот вільної поверхні мантії між областю підйому і областю опускання конвекційного потоку. Цей перепад висот, можна сказати, величина відхилення від ізостазії, утворюється через різної щільності трохи більше гарячого (у висхідній частині) і трохи більше холодного речовини, оскільки вага більш і менш гарячого стовпів в рівновазі однаковий (при різній щільності!). Насправді ж, положення вільної поверхні не може бути виміряна, воно може бути тільки обчислено (висота поверхні Мохоровичича + висота стовпа мантійних речовини, по вазі еквівалентного шару легшою кори над поверхнею Мохоровичича). [2]

Ця ж рушійна сила (перепаду висот) визначає ступінь пружного горизонтального стиснення кори силою в'язкого тертя потоку про земну кору. Величина цього стиснення мала в області сходження мантійних потоку і збільшується в міру наближення до місця опускання потоку (за рахунок передачі напруги стиснення через нерухому тверду кору у напрямку від місця підйому до місця спуску потоку). Над опускається потоком сила стиснення в корі так велика, що час від часу перевищується міцність кори (в області найменшої міцності і найбільшого напруги), відбувається непружна (пластична, тендітна) деформація кори - землетрус. При цьому з місця деформації кори видавлюються цілі гірські ланцюги, наприклад, Гімалаї (у кілька етапів). [2]

При пластичної (тендітної) деформації дуже швидко (в темпі зсуву кори при землетрусі) зменшується і напруга в ній - сила стиснення у вогнищі землетрусу і його околицях. Але відразу ж після закінчення непружної деформації триває перерване землетрусом дуже повільне наростання напруги (пружною деформації) за рахунок дуже повільного ж рухи в'язкого мантійних потоку, починаючи цикл підготовки наступного землетрусу.

Таким чином, рух плит - наслідок перенесення тепла з центральних зон Землі дуже в'язкою магмою. При цьому частина теплової енергії перетворюється на механічну роботу з подолання сил тертя, а частина, пройшовши через земну кору, випромінюється в навколишній простір. Так що наша планета в деякому сенсі являє собою тепловий двигун.

Щодо причини високої температури надр Землі існує кілька гіпотез. На початку XX століття була популярна гіпотеза радіоактивної природи цієї енергії. Здавалося, вона підтверджувалася оцінками складу верхньої кори, які показали досить значні концентрації урану, калію та інших радіоактивних елементів, але згодом з'ясувалося, що змісту радіоактивних елементів в породах земної кори зовсім недостатньо для забезпечення спостережуваного потоку глибинного тепла. А вміст радіоактивних елементів у підкоровій речовині (за складом близький до базальтам океанічного дна), можна сказати, є нікчемною. Однак це не виключає досить високого вмісту важких радіоактивних елементів, що генерують тепло, в центральних зонах планети.

Інша модель пояснює нагрів хімічної диференціацією Землі. Спочатку планета була сумішшю силікатного і металевого речовин. Але одночасно з утворенням планети почалася її диференціація на окремі оболонки. Більш щільна металева частина кинулася до центру планети, а силікати концентрувалися у верхніх оболонках. При цьому потенційна енергія системи зменшувалася і перетворювалася на теплову енергію.

Інші дослідники вважають, що розігрів планети стався в результаті акреції при ударах метеоритів об поверхню зароджується небесного тіла. Це пояснення сумнівно - при акреції тепло виділялося практично на поверхні, звідки воно легко йшло в космос, а не в центральні області Землі.[3] Гарячі точки

На дні океанів розташовані численні вулканічні острови. Деякі з них розташовані в ланцюжках з послідовно змінюваних віком. Класичним прикладом такого підводного гряди став Гавайський підводний хребет. Він піднімається над поверхнею океану у вигляді Гавайських островів, від яких на північно-захід йде ланцюжок підводних гір з безперервно збільшується, віком, деякі з яких, напр., Атол Мідуей, виходять на поверхню. На відстані близько 3000 км від Гаваїв ланцюг трохи повертає на північ, і називається вже Імператорським хребтом. Він переривається в глибоководному жолобі перед Алеутській острівної дугою. Для пояснення цієї дивної структури було зроблено припущення, що під Гавайськими островами знаходиться гаряча точка - місце, де до поверхні піднімається гарячий мантійних потік, який проплавляються рухалася над ним океанічну кору. Таких точок зараз на Землі встановлено безліч. Мантійних потік, який їх викликає, був названий плюмом. У деяких випадках передбачається виключно глибоке походження речовини плюмом, аж до кордону ядро ​​- мантія.

Магматизм

Магматизм - термін, що об'єднує ефузивні ( вулканізм) і інтрузивні процеси в розвитку складчастих і платформних областей. Під магматизмом розуміють сукупність всіх геологічних процесів, рушійною силою яких є магма та її похідні.

Магматизм є проявом глибинної активності Землі, він тісно пов'язаний з її розвитком, теплової історією і тектонічної еволюцією.

Виділяють магматизм:

- геосинклінальний,

- платформний,

- океанічний,

- магматизм областей активізації.

За глибиною прояви:

- абиссальной,

- гіпабіссальной,

- поверхневий.

По складу магми:

- ультраосновних,

- основний,

- середній,

- кислий,

- ультракіслих.

У сучасну геологічну епоху магматизм особливо розвинений в межах Тихоокеанського геосинклінального пояса, серединно-океанічних хребтів, рифтових зон Африки і Середземномор'я та ін З магматизмом пов'язане утворення великої кількості різноманітних родовищ корисних копалин. Трапп

Трапи магматизму (від швед. trappa - Сходи) - особливий тип континентального магматизму, для якого характерний величезний обсяг виливу базальту за геологічно короткий час (перші мільйони років) на великих територіях. На океанічної корі аналогом трапів є океанічні плато.

Назва походить від шведського слова trappa - сходи, так як в районах трапу магматизму виникає характерний рельєф: базальтовий шар еродують погано, а осадові породи руйнуються легко. У результаті місцевість трапу магматизму набуває вигляду великих плоских рівнин, розташованих на покрівлі базальтового покриву або інтрузії, розділених уступами. Така місцевість нагадує парадні сходи. У трапу провінціях часті водоспади.

Можливі аналоги трапу подій - виливу магми, в результаті яких утворилися місячні моря. Масштабні виливу лави виявлені також на Венері.(див. Рис. ) Метаморфізм

Трапу магматизму призводить до специфічного типу контактового метаморфізму. Базальтові силли прогрівають підошву і особливо покрівлю інтрузії. Від неї піднімається потік магматичних еманацій; вода, природний газ і нафта з осадових порід нагріваються від інтрузій і змінюють як вміщають породи, так і самі базальти. Таким чином на Вилюе утворилися породи з прекрасними кристалами гросуляр, ахтарандіта, везувіан і ісландського шпату (оптичного кальциту).

Рис. Характерний рельєф трапу провінцій. Розломи Геологічний розлом, або розрив - порушення суцільності гірських порід, без зсуву (тріщини) або зі зміщенням порід по поверхні розриву. Розломи доводять відносний рух земних мас. Великі розломи земної кори є результатом зсуву тектонічних плит на їх стиках. У зонах активних розломів часто відбуваються землетруси як результат викиду енергії під час швидкого ковзання уздовж лінії розлому. Оскільки найчастіше розломи складаються не з єдиної тріщини або розриву, а з структурної зони однотипних тектонічних деформацій, які асоціюються з площиною розлому, то такі зони називають зонами розлому.

Дві сторони невертикальною розлому називають висячий бік і підошва (або лежачий бік) - за визначенням, перше відбувається вище, а друге нижче лінії розлому. Ця термінологія прийшла з гірничої промисловості.

У структурній геології розломи класифікують за різними ознаками. Так, за відносною величиною головних напружень та напрямками відносних переміщень крил серед розломів крихкої верхньої кори виділяють скиди, підкиди (насуви) та зсуви.

Скиди мають зміщувачі, які нахилені в бік опущених крил розлому. Утворення їх пов'язано з горизонтальною деформацією розтягу, тобто з таким напруженим станом, при якому вертикальна складова напруження є літостатичним тиском, а горизонтальне девіаторне⁴ напруження є розтягуючим.

Підкиди визначаються нахилом зміщувача в бік піднятого крила або переміщенням висячого крила вгору. Подібно до того, як скид утворюється в результаті горизонтальної деформації розтягу, утворення підкидів пов'язано з горизонтальним стисненням.

Зсув. У випадку зсуву зміщення відбуваються за його простяганням, тобто строго горизонтально, тому вертикальна деформація відсутня.(див. Рис. )Рис.

Трансформаційні розломи Трансформаційний розлом - тип розлому, який розташовується уздовж кордону плит літосфери. Відносний рух плит є переважно горизонтальним і спрямованим вздовж розлому, тобто кора в місці розлому не створюється і не знищується. Напрямок зсуву буває ліве (sinistral) і праве (dextral). Не всі розломи є Трансформаційний, і не всі межі плит мають Трансформаційний розломи. Більшість Трансформаційний розломів розташовані на океанічному дні, де вони зміщують активні розсовуються хребти і формують зігзагоподобние кордону плит. Однак найбільш відомі Трансформаційний розломи знаходяться на суші.

Трансформаційний розломи є одним з трьох типів кордонів плит в тектоніці. Термін був запропонований Джоном Т. Вілсоном в 1965 і використовувався ним для опису поперечних горизонтально-зміщених скидів уздовж яких зміщуються серединно-океанічні хребти.(див. Рис. )[3]

Рис. Трансформаційний розломи (з правим зрушенням) в зоні спредінга

Рис. 1.2 Літосферні плити Рифтогенез

Дивергентні кордони - межі , уздовж яких відбувається розсування плит. Геодинамічну обстановку, при якій відбувається процес горизонтального розтягування земної кори , що супроводжується виникненням протяжних лінійно витягнутих щілинних або ровоподібних западин називають рифтогенезом . Ці межі приурочені до континентальних рифтам і серединно-океанічних хребтах в океанічних басейнах. Термін «рифт»⁵ застосовується до великих лінійним структурам глибинного походження , утвореним у ході розтягування земної кори. Закладатися рифти можуть і на континентальній , і на океанічної корі , утворюючи єдину глобальну систему, орієнтовану щодо осі геоїда . При цьому еволюція континентальних рифтів може привести до розриву суцільності континентальної кори і перетворенню цього рифту в рифт океанічний ( якщо розширення рифту припиняється до стадії розриву континентальної кори , він заповнюється опадами , перетворюючись на авлакоген ). Океанічні рифти. На океанічній корі рифти приурочені до центральних частин серединно-океанічних хребтів. У них відбувається утворення нової океанічної кори. Загальна їхня довжина складає більш 60 тисяч кілометрів. До них приурочено безліч гідротермальних джерел, які виносять в океан значну частину глибинного тепла, і розчинених елементів. Високотемпературні джерела називаються чорними курцями, з ними пов'язані значні запаси кольорових металів(див Рис. )

Рис. Континентальні рифти. Розкол континенту на частини починається з утворення рифту. Кора тоншає і розсувається, починається магматизм. Формується протяжна лінійна западина глибиною близько сотень метрів, яка обмежена серією скидів. Після цього можливо два варіанти розвитку подій: або розширення рифта припиняється і він заповнюється осадовими породами, перетворюючись на авлакоген, або континенти продовжують розсуваються і між ними, вже в типово океанічних рифтах, починає формуватися океанічна кора(див. Рис. )

Рис.